Version classiqueVersion mobile
OpenEdition Books

Karsts et évolutions climatiques

 | 
Jean-Noël Salomon
, 
Richard Maire

Karsts mediterranéens

Les apports de la karstologie dans la définition morphogénique d’un massif montagnard méditerranéen

Exemple de la Sierra de Las Nieves, Andalousie, Esp.

Jean-Jacques Delannoy

Résumé

La Sierra de las Nieves appartient à la Serranía de Ronda (Cordillères Bétiques occidentales, Andalousie, Espagne). L’étude des paysages karstiques, de l’endokarst, de l’organisation hydrogéologique et des formations carbonatées est le fil conducteur de cet article dont l’objet est la reconstitution géomorphologique de la Sierra de las Nieves. Grâce à la spécificité karstique de cette sierra, il est possible de mettre en valeur le rôle respectif de deux niveaux de base marin qui ont commandé l’évolution géomorphologique de la Serranía de Ronda : au nord, le bassin de Ronda, dépendant durant tout le Miocène de l’Atlantique, et, au sud, la mer d’Alboran.

Entrées d'index

Mots clés :

karst, endokarst, karstogenèse

Texte intégral

INTRODUCTION

1Septembre 1985, j’ai le plaisir d’amener, pour la première fois, Jean NICOD sur la Sierra de las Nieves (Serrania de Ronda, Andalousie) (fig. 1). Nous la découvrons quasi-ensemble. Après avoir gravi les abrupts rebords de la sierra sur lesquels s’accrochent des pinsapos multicentenaires (Abies pinsapo Boiss.), le plateau sommital de las Nieves nous surprend par l’aspect sénile de son relief sur lequel semblent veiller les derniers représentants de quejigos (Quercus faginae alpestris). Surprenante est également l’indigence du modelé karstique de cette sierra qui est le plus souvent recouverte d’une couverture meuble ou d’un tapis clastique. Traits de paysage qui, à première vue, me firent douter qu’on était là en présence d’un des plus importants massifs karstiques bétiques, du moins en ce qui concerne l’endokarst. En effet, la Sima G.E.S.M. (-1074 m), la plus profonde cavité andalouse, s’ouvre sur cette montagne. Cependant, Jean NICOD, fort de son expérience, estima alors que celle-ci, malgré son abord déroutant, devait mériter une attention toute particulière.

2Septembre 1992, sept ans après, je mesure combien Jean NICOD a eu raison que je m’attarde sur cette sierra. Par sa spécificité karstique tout en nuance, ce massif a su conserver de précieux témoins morphologiques permettant de reconstituer sa longue évolution. Et, par sa situation, entre le bassin de Ronda et la mer d’Alboran, la reconstitution karstogénique de las Nieves donne un nouvel éclairage sur la morphogenèse des Cordillères Bétiques occidentales. Dans cette quête, je dois beaucoup à Jean Louis GUENDON avec qui j’ai sillonné, dans toutes les dimensions, cette sierra et ses piémonts.

3J’espère de tout cœur que cet article présentant la spécificité de cette sierra calcaire andalouse soit à la hauteur de la confiance que m’a accordé Jean NICOD, il y a dix ans, en m’acceptant en tant que membre de FERA 282 du CNRS (aujourd’hui URA 903).

I. LE CADRE GEOLOGIQUE ET HYDROGEOLOGIQUE

4La Sierra de las Nieves (Prov. de Malaga) constitue l’élément le plus massif et le plus élevé de la Serranía de Ronda (1919 m) (Cordillères Bétiques occidentales). Elle appartient aux zones internes bétiques qui se distinguent par un empilement de plusieurs unités géologiques (DURAN DELGA, 1980). La Sierra de las Nieves se développe dans la Dorsale bétique qui se caractérise par une puissante série dolomitique triasique de 1100 m d’épaisseur. Cette série est surmontée de 300 à 400 m d’alternances calcaréo-marno-dolomitiques allant du Rhétien à l’Eocène. La série sédimentaire de las Nieves se termine par une brèche aquitano-burdigalienne (brèche de la Nava) discordante.

5La structuration en nappes des zones internes a débuté dès le Crétacé supérieur et s’est prolongée jusqu’à l’Eocène qui marque l’épisode paroxysmal de charriage. Vers la fin du Miocène moyen, une seconde phase tectonique est à l’origine du chevauchement des zones internes sur les zones externes (Pénibétique) : cette phase correspond à la dernière étape de serrage des Cordillères Bétiques. Une troisième phase se caractérise par un important soulèvement vertical des zones internes bétiques ; cet épisode a débuté à la charnière mio-pliocène et s’est poursuivi jusqu’au Pléistocène inclus (BOURGEOIS, 1978 ; CADET et al., 1978).

6Ces événements successifs sont responsables de l’organisation tectonique de la Sierra de las Nieves (fig. 2). Celle-ci s’apparente à un vaste synclinal couché (LHENAFF, 1977 ; DELANNOY et GUENDON, 1988, 1989). Au NW, cette ample structure synclinale chevauche à plat le Pénibétique ; ce chevauchement constitue la limite NW de la sierra. A l’arrière de ce front de chevauchement, se développe le plateau sommital qui oscille entre 1700 et 1800 m d’altitude ; ce plateau correspond au coeur du val perché dissymétrique de las Nieves. Il est dominé, au SE, par le crêt sommital de la Torrecilla (1919 m). De ce sommet, la série renversée de la Dorsale plonge vigoureusement sous les péridotites alpujarrides des sierras de Tolox et Real. La Sierra de las Nieves est, d’autre part, limitée à l’W par la faille du río Verde-Turquillas. Vers le NE, le dispositif structural est accidenté par un gradin de failles NW-SE qui descend vers le seuil de Yunquera.

7La Sierra de las Nieves, impluvium carbonaté de 35 km2, se caractérise par un drainage karstique exclusivement tourné vers le versant méditerranéen profondément incisé par le réseau hydrographique : ríos Grande, Verde, de los Horcajos et de los Caballos. C’est dans le talweg de ces vallées et à proximité du contact anormal Dorsale Bétique-Nappe Alpujarride que sourdent les émergences karstiques de las Nieves : la Cueva de los Zarzalones, le manantial du río Verde, et les sources del Piconcillo et de Tolox (fig. 1). La plus importante d’entre-elles (Q moyen de 1,5 m3/s), la Cueva de los Zarzalones (380 m), donne naissance au río Grande qui rejoint la Hoya de Malaga. Une coloration effectuée en automne 1987 par les spéléologues de la “Slovak Speleological Association” a mis en valeur la relation hydrogéologique entre la Sima GESM et cette émergence.

8L’organisation du réseau hydrographique et hydrogéologique de las Nieves révèle l’existence d’une même logique d’ordre supérieur : le drainage de surface et souterrain s’est agencé en fonction du niveau de base méditerranéen. Par voie de conséquence, la faible incision du piémont nord-occidental de las Nieves (dépendant du bassin de Ronda) n’a guère été propice à un agencement du drainage karstique vers cette retombée comme le souligne l’absence d’exutoire karstique. Cette opposition hydrogéologique entre le piémont nord-occidental et la retombée SE de las Nieves souligne le rôle capital de la Méditerranée dans l’organisation du drainage et l’évolution du karst de las Nieves.

II. LE MODELE DE SURFACE DU PLATEAU SOMMITAL DE LAS NIEVES

A. Le modelé exokarstique : rares champs de lapiés et dépressions fermées emboîtées

9En introduction, nous avons exprimé notre première impression vis-à-vis du modelé karstique de las Nieves, marqué par l’indigence des surfaces lapiazées ; indigence qui contraste avec les fantastiques champs de lapiés des sierras pénibétiques voisines. La principale cause de la faible extension des lapiés sur las Nieves est liée à la nature même du matériel lithologique qui apparaît peu favorable, soit au développement de formes de dissolution, telles les dolomies triasiques plus propices à la désagrégation granulaire, soit au maintien des lapiés telles les assises litées jurassico-éocènes particulièrement sensibles à la gélifraction. Dès que le matériel lithologique se prête à l’agencement et au maintien des formes de dissolution superficielles, comme les lentilles de calcaire massif rhétien, le substrat est alors entaillé par de profonds lapiés de diaclases et sculpté par des microformes aiguisées.

Figure 1 : Carte de localisation de la Sierra de las Nieves. 1 : Limite du Parc Naturel de las Nieves.. 2 : Emergences karstiques. (1) : Emergence de Zarzalones-Río Grande. (2) : Emergence du Río Verde. (3) : Sources del Piconcillo.

10Le modelé exokarstique le plus représentatif de las Nieves est assurément la “dépression fermée” (fig. 3). Les plus importantes d’entre-elles et les mieux conservées se situent dans la partie centrale du plateau, de part et d’autre du Cerro Alto : les Hoyos de los Pilones et les Hoyos del Pilar. Dès qu’on s’éloigne de cette zone centrale, les dépressions karstiques sont pratiquement toutes éventrées par les vallons qui se raccordent aux pentus ravins périphériques.

11Les Hoyos de los Pilones et del Pilar se disposent respectivement en un chapelet de dépressions séparées par des seuils aplanis au contact desquels se perdent les écoulements superficiels. Ces “Hoyos” sont clairement emboîtés dans d’anciennes dépressions fermées d’ordre supérieur (“poljés”) qui semblent elles-mêmes s’inscrire dans d’amples paléo-vallons en U. L’étagement des points d’absorption semble d’ailleurs étayer partiellement cette hypothèse. On distingue, en effet, clairement des ponors fonctionnels et des ponors perchés inactifs (fig. 4). Les premiers, au fonctionnement temporaire, se localisent préférentiellement dans le fond des dolines emboîtées (exemple de To 4 dans les Hoyos del Pilar). Les ponors perchés semblent, pour leur part, contemporains des “paléo-poljés” dont les planchers devaient se situer au niveau des seuils aplanis séparant les dolines emboîtées (subégalité altitudinale des seuils) ; c’est, effectivement, au niveau de ces seuils que s’ouvrent l’essentiel des ponors perchés de las Nieves ; le plus connu d’entre-eux étant la Sima GESM. L’étude des remplissages souterrains de ces deux générations de ponors devrait nous permettre de fixer l’emboîtement des dolines (infra).

Figure 2 : Coupes géologiques de la Sierra de las Nieves. 1 : Brèche de la Nava. 2 : Calcaires en plaquettes et cargneules jurassiques. 3 : Dolomies triasiques. 4 : Métamorphisme de contact. 5 : Flysch. 6 : Crétacé des Zones Externes Bétiques. 7 : Péridotites alpujarrides. 8 : Unité malaguide.

Figure 3 :
Carte géo-morphologique du plateau sommitial de las Nieves.

B. Les formes et formations morpho-climatiques

12Nous ne présentons, ici, que les principaux enseignements de l’étude des formes et formations morpho-climatiques de las Nieves (DELANNOY et GUENDON, 1988, 1989).

131. Les formations meubles argilo-siliceuses :

14En de nombreux points de la sierra, les versants et les dépressions sont tapissés voire empâtés par une formation meuble jaunâtre. Cette formation correspond à une ancienne couverture d’altération qui a recouvert l’ensemble de la région sommitale de las Nieves (DELANNOY et GUENDON, 1989). Cette couverture argilo-siliceuse a dû son développement à des conditions climatiques favorables et à la qualité du matériel lithologique où abondent les niveaux mamo-schisteux et les niveaux à silex (fig. 5).

15Cette couverture d’altérite argilifiante a joué un rôle important d’un point de vue morphologique. Elle a, en effet, vraisemblablement contribué, à un moment donné, au colmatage du karst et implicitement à l’agencement d’un drainage superficiel (infra : les reliefs polygéniques à buttes). Postérieurement, cette altérite a été érodée et remaniée ; ce remaniement correspond, en partie, aux colluvions jaunâtres qui tapissent les bas-versants des vallons et qui se sont accumulées dans les dépressions karstiques : cette accumulation a été à l’origine d’un nouveau bourrage du karst, notamment des cavités cutanées (infra : étude de l’endokarst).

16Les coupes dans ce matériel colluvial révèlent l’existence d’un sol brun rattaché à l’Holocène ; sol qui est le plus souvent, soit tronqué par le versant, soit enfoui sous un épandage détritique (pouvant atteindre 60 cm d’épaisseur) contenant des niveaux à charbon de bois. Le recoupement ou la fossilisation de ce sol est l’expression d’une importante érosion superficielle. Les facteurs ayant déclenché cette érosion sont clairement d’origine anthropique (exploitation forestière excessive, surpâturage).

172. Les formes d’incision liées aux écoulements superficiels : L’étude des dépressions karstiques a mis en valeur l’existence d’un double drainage du plateau sommital qui s’effectue, soit par le karst (ponors et infiltrations diffuses), soit par les ravins périphériques ; ce double drainage présente un trait commun : il est dépendant du niveau de base méditerranéen (supra). En dehors de cette convergence, il existe une notable différence hydrologique entre le drainage karstique et le drainage superficiel : l’un est pérenne et le second est temporaire. Cette disparité de régime met en évidence la prédominance actuelle du drainage souterrain. Néanmoins, il n’a pas dû en être toujours ainsi si on se réfère aux puissantes entailles fluviatiles qui affectent la Sierra de las Nieves (fig. 3).

18Bien que temporaires, les écoulements actuels de surface sont responsables d’une importante érosion superficielle qui s’exprime dans le paysage par des ravines entaillant la couverture argilo-siliceuse. Cette érosion superficielle semble également être à l’origine d’un important débourrage du karst (infra : étude de l’endokarst).

19Les écoulements issus de ces ravines se concentrent dans de larges vallons en V qui échancrent modestement le plateau sommital et possèdent une modeste pente longitudinale (15 %). Ces larges vallons passent à l’aval à des ravins qui entaillent profondément les rebords du plateau sommital et présentent un profil très accidenté. L’essentiel du réseau hydrographique descendant du plateau sommital de las Nieves se dirige, soit en direction de l’ensellement de Yunquera (arroyos de la Encina, de la Cuesta de los Hornillos, del Cañuelo et del Saucillo), soit en direction de la Hoya de Malaga (arroyo de los Zarazalones-río Grande ; arroyo de las Carnicerias-río de los Horcajos). Les seules exceptions à ce dispositif sont les ravins qui se raccordent au talweg du río Verde. Ailleurs, on ne relève aucun vallon ou vallée qui, descendant du plateau sommital de las Nieves, se raccorde aux piémonts occidental et nord-occidental.

203. Les formes et formations périglaciaires : Les formes nivales sont relativement peu nombreuses sur las Nieves compte tenu de son altitude élevée et en comparaison avec celles observées dans la Serranía voisine de Grazalema (DELANNOY, 1988). Cette faible représentativité est essentiellement due à la nature du matériel lithologique (calcaires lités à nombreuses intercalations marno-schisteuses) qui n’a su conserver les morphologies nivales héritées des épisodes froids pléistocènes.

Figure 4 :
Coupe synthétique d'une dépression fermée de las Nieves.

21Bien plus présentes dans le paysage de las Nieves sont les formes et formations liées au gel. Nombre de versants sont régularisés et/ou tapissés d’un manteau de gélifracts qui se mêlent le plus souvent en contrebas aux colluvions argilo-siliceux. Ces versants sont particulièrement spectaculaires sur les versants septentrionaux des larges vallons en V qui incisent le plateau sommital (fig. 3).

22Si l’essentiel des formes et formations périglaciaires est hérité des épisodes froids pléistocènes, il ne faut pas négliger les processus actuels. On observe, en effet, dans les secteurs où la couverture argilo-siliceuse a été récemment incisée, une dégradation des têtes de lapiés par le gel et un début de pavage de facture périglaciaire.

C. Le relief polygénique à buttes

23La région sommitale de las Nieves présente un relief de lourdes buttes. Le plus souvent, l’organisation suivante se dégage : le sommet arrondi et le haut des versants recoupent indifféremment les bancs calcaires à silex ou mamo-schisteux ainsi que les racines argilo-siliceuses piégées (fig. 6) ; le bas du versant se raccorde le plus souvent à de petits glacis d’accumulation (colluvions) qui empâtent les vallons et les dépressions karstiques.

Figure 5 : Eléments morpho-karstiques de la Sierra de las Nieves. 1 : Calcaires en plaquettes. 2 : Calcaires à silex. 3 : Calcaires massifs. 4 : Marnes schisteuses. 5 : Colluvions argilo-siliceux. 6 : Altérite argilo-siliceuse. 7 : Concrétions. A : Ponor fonctionnel. B : Ponor perché. C : Gouffre décapité. D : Racines d’altération. E : Cavité horizontale éventrée. F : Lapiés exhumés. G : Lapiés aiguisés.

24La Sierra de las Nieves doit cette morphologie à une longue évolution où sont intervenus les processus karstiques, fluviatiles et périglaciaires (DELANNOY et GUENDON, 1988, 1989). La topographie initiale à buttes découle d’une évolution karstique sous couverture. Bien que nous ne disposons d’aucune preuve formelle, cette évolution a pu s’agencer sous la couverture d’altération dont on trouve encore quelques témoins dans les concavités des versants (racines de l’altération argilifiante jaunâtre). Suite à une ou des rupture(s) morpho-dynamique(s) (infra), il y a eu évacuation d’une partie de l’altérite sur le sommet et le haut des versants qui a entraîné l’exhumation progressive des lapiés s’étant agencés jusque là sous couverture. Durant et/ou après cet épisode, les têtes de lapiés exhumées ont été démantelées (couverture clastique du sommet des buttes) et les versants régularisés.

25On retrouve cette polygénie pour les amples vallons en U qui séparent et se raccordent au relief “initial” à buttes. Ces vallons se caractérisent par une morphologie très ouverte et par un profil longitudinal faiblement déclive ; faiblesse qui peut traduire la relative proximité altimétrique du niveau de base d’alors. Ces paléo-vallons ont été postérieurement surcreusés par les larges vallons en V (supra) (fig. 7) ; d’où la position toujours perchée des vallons en U. C’est dans la partie centrale du plateau sommital (de part et d’autre du Cerro Alto), que ces paléo-vallons sont les mieux conservés. On peut, d’ailleurs, s’interroger sur le rôle du karst dans la conservation de ces anciens vallons ; il est, en effet, probable qu’en capturant les écoulements superficiels (pertes), le karst ait contrarié le creusement fluviatile et implicitement la détérioration de ces paléo-morphologies.

26Les paléo-vallons en U comme les reliefs à buttes apparaissent comme les témoins d’une vieille évolution morphologique, antérieure aux grandes phases d’incision du réseau hydrographique méditerranéen.

D. Reconstitution évolutive du modelé de surface

27L’analyse du modelé de surface traduit l’existence d’une longue évolution géomorphologique sur las Nieves. Tout d’abord, l’agencement d’ensemble de las Nieves apparaît relativement indépendant du dispositif structural qui ne s’exprime nettement dans le paysage qu’au niveau du crêt de la Torrecilla, de l’escarpement de chevauchement sur les zones externes et de l’escarpement de faille de las Turquillas. Ailleurs, la physionomie générale du relief se caractérise avant tout par un modelé de dissection commandé par le réseau hydrographique, dont l’organisation apparaît davantage influencée par l’abaissement topographique du plateau sommital vers l’ensellement de Yunquera et la proximité du niveau de base méditerranéen que par les données de la tectonique tangentielle. LHENAFF (1981) se demande s’il n’y a pas là la marque d’une vieille évolution morphologique en deux temps : une phase d’aplanissement postérieure à la dernière phase tectonique tangentielle (fini et post-Burdigalien) suivie d’un rejeu tectonique responsable de l’individualisation et de l’inclinaison du bloc de las Nieves vers le seuil de Yunquera. L’hypothèse mérite d’être envisagée si on se réfère à la surface fondamentale qui nivelle presque intégralement la Sierra Alcaparaín (LHENAFF, 1981).

28Cependant, les témoins indiscutables d’aplanissement font défaut dans la Sierra de las Nieves ; seules, la lourdeur des reliefs et la sub-égalité des crêtes du plateau sommital peuvent paraître comme des indices non négligeables d’une vieille topographie très évoluée. Ce pourrait être à partir de cette paléo-topographie ou, voire, en concordance avec celle-ci que s’est agencé le relief initial à buttes. Quoi qu’il en soit, cet ancien modelé où alternaient reliefs arrondis et larges vallons en U, s’est réalisé dans un contexte géodynamique stable et en l’absence d’un important gradient hydraulique (cf : faible pente longitudinale des vallons en U).

29Cette vieille topographie à buttes est clairement antérieure à l’enfoncement du réseau hydrographique lié à un changement des conditions de drainage consécutif soit à une modification du niveau de base, soit à l’abaissement du niveau de base méditerranéen (crise messinienne ?), soit à des mouvements de surrection de la Dorsale qui débutèrent à la charnière mio-pliocène.

30Parallèlement à cet encaissement du réseau hydrographique (vallons en V et ravins périphériques), on assiste à une activation du karst qui s’exprime en surface, tout d’abord, par l’agencement de vastes dépressions fermées qui se sont établies dans les talwegs des vallons en U, puis par l’emboîtement de dolines dans le plancher des “poljés”. L’étude de l’endokarst (infra) devrait nous permettre de préciser les différentes étapes de l’évolution karstique de las Nieves. D’ores et déjà, à la lumière de l’organisation hydrogéologique de la sierra (supra), il apparaît que l’enfoncement du réseau hydrographique, notamment méditerranéen (rios Genal, Verde, Grande), a joué un rôle déterminant dans l’agencement et la verticalisation de l’endokarst. L’analyse du karst souterrain de las Nieves devrait nous aider à compléter ce canevas évolutif de la Sierra de las Nieves.

Figure 6 : Evolution schématique du relief à buttes de la Sierra de las Nieves.
1 : Situation initiale.
2 : Situation intermédiaire.
3 : Situation actuelle.

Figure 7 :
Evolution schématique des vallons en U, en V et à fond plat.

III. CARACTERES ET EVOLUTION DE L’ENDOKARST DE LAS NIEVES

31Bien que la densité des réseaux souterrains actuellement connus soit relativement peu importante compte tenu des potentialités, la Sierra de las Nieves présente un karst souterrain diversifié et très riche d’un point de vue karstogénique. Cette réalité a été jusque là occultée par l’existence du plus profond gouffre andalou, la Sima GESM (-1075 m), qui a trop souvent réduit l’étude de l’endokarst à cette seule cavité.

32On peut répartir les phénomènes karstiques souterrains en quatre ensembles distincts en fonction de leur activité, de leur relation avec l’exokarst et de leur étagement sur les versants : les pertes actives, les paléo-ponors, les monopuits et cavités verticales décapitées, et les cavités éventrées.

A. Les pertes actives et les cavités de soutirage

33Les pertes actives se situent préférentiellement dans le fond des dépressions karstiques (ponors fonctionnels), mais aussi dans les ravines qui incisent les formations argilo-siliceuses (bas-versant des reliefs à buttes).

34Les ponors fonctionnels (fusion nivale, pluies automnales...) possèdent généralement de faible développement spéléologique, soit à cause d’obstruction détritique, soit à cause de l’exiguité des conduits ; colmatage et exiguité qui traduisent une relative “jeunesse” de ces cavités contemporaines de l’ultime phase d’emboîtement des dolines. Les écoulements qui empruntent ces pertes, se raccordent rapidement en profondeur à des réseaux souterrains plus structurés, dont le creusement est hérité, le plus souvent, du fonctionnement des ponors perchés (infra). C’est notamment le cas des ponors fonctionnels To3 et To4 (Hoyos del Pilar), dont les eaux rejoignent en profondeur la paléo-perte qu’est la Sima GESM.

35L’étude des pertes qui se situent dans les ravines entaillant les versants, est intéressante sur le plan karstogénique. En effet, dans ces réseaux méandriformes à polypuits (tel le système simas des 3 J.-Búho-Calabaza), on relève l’existence de remplissage gravelo-argileux qui présente une texture et composition similaires aux colluvions argilo-siliceux de surface. Cette analogie n’apparaît pas, à première vue, étonnante étant donné que ces simas s’ouvrent dans les ravines entaillant le matériel colluvial. L’examen attentif de ce remplissage révèle que les réseaux proches de la surface ont été complétement colmatés par ces dépôts gravelo-argileux. On retrouve un scénario similaire pour les nombreuses cavités de soutirage qui s’ouvrent actuellement à la surface du plateau sommital.

36Dans certains de ces réseaux cutanés (Calabaza-Buhó), le colmatage gravelo-argileux a clairement fossilisé d’anciens planchers stalagmitiques d’âge éémien (132 200 ans, stade isotopique 5 ; Y. QUINIF, CERAK).

37A partir de l’étude des pertes et des cavités de soutirage, les traits d’évolution suivants ressortent pour les réseaux cutanés de las Nieves (fig. 8) :

38- Ces réseaux se sont structurés bien avant l’Eémien, comme en témoignent l’existence de formations stalagmitiques rattachées à cet Interglaciaire.

39- La position perchée de ces formations stalagmitiques (0,6 à 0,8 m au-dessus du fond actuel) signifie une reprise de l’incision des méandres liée à des ruissellements agressifs. Ce surcreusement post-éémien peut être rattaché aux épisodes froids du Pléistocène supérieur susceptibles de fournir un potentiel hydrochimique agressif.

40- C’est suite à cette phase de surcreusement que ces réseaux cutanés ont été colmatés par la formation détritique gravelo-argileuse présentant de fortes analogies sédimentologiques avec les colluvions argilo-siliceux. Cette relation relève le paradoxe apparent suivant : apport et transport de matériel colluvial en surface et déficience des agents de transport sous-terre ; déficience qui suppose, étant donné le fonctionnement en perte de ces cavités, une carence des écoulements de surface. Dans ce contexte, on peut imaginer que le transport en surface du matériel colluvial argileux s’est effectué non pas exclusivement au travers de ruissellements, mais également par l’intermédiaire de mouvements de solifluxion ; le matériel soliflué, en colmatant les anciens vallons ou dépressions où s’ouvraient ces cavités, a contribué, de la sorte, au bourrage des réseaux cutanés. Deux éléments permettent de préciser “l’âge” de ce colmatage du karst par les colluvions. Le colmatage est postérieur au surcreusement rattaché au Pléistocène supérieur et antérieur au développement du sol brun qui s’est agencé sur les colluvions (supra : les formations argilo-siliceuses) ; ce dernier épisode pédologique étant rapporté à l’Holocène, le colmatage serait contemporain du tardi ou fini-Pléistocène.

41- C’est vraisemblablement parallèlement ou suite à l’érosion des formations argilo-siliceuses par les ravines qu’a débuté le débourrage du karst et la réactivation de ces réseaux souterrains qui s’exprime par la multiplication des soutirages et la réouverture de paléo-cavités. Cette dynamique est historique et actuellement fonctionnelle.

Figure 8 : Site et évolution des cavités cutanées de la Sierra de las Nieves :
Exemple du “Système Calabaza-Búho-3 J".

B. L’étude d’un paléo-ponor : la Sima GESM

42Ne sont présentés ici que les grands traits spéléomorphologiques de cette cavité et leurs enseignements karstogéniques (J.J. DELANNOY, J.L. GUENDON).

431. L’agencement spéléologique et ses enseignements karstogéniques : La Sima GESM s’ouvre sur le rebord méridional de los Hoyos del Pilar (1687 m) (fig. 3). La zone d’entrée de la sima, actuellement perchée au-dessus des dolines emboîtées, correspond à une ancienne zone d’absorption d’un paléo-poljé (supra : le modelé exokarstique). La cavité débute dans les calcaires rhétio-liasiques et s’y développe jusqu’à - 60 m. En deçà de cette côte, la cavité recoupe verticalement l’ossature triasique de las Nieves par une succession en “cascade” de puits (49 puits dont certains atteignent 115 et 161 m de profondeur : Gran Pozo, Pozo Paco de la Torre) entrecoupés de conduits méandriformes. A - 1075 m, la sima bute sur un lac siphonnant. Ce siphon (PEREZ BERROCAL & al., 1979) correspond à un drain de la zone noyée qui se développe à la base de l’ossature triasique, non loin de la région axiale du pli couché et de la semelle de chevauchement de la Dorsale.

44Schématiquement, la Sima GESM se subdivise en deux grands ensembles morpho-structuraux (fig. 9) :

45(1) De la doline d’entrée à la base du Pozo Paco de la Torre (-807 m), la cavité s’agence globalement en fonction du pendage général de la dalle triasique vers l’axe du pli couché (vers le SE). Le développement vertical de ce tronçon, la morphologie méandriforme des galeries, la quasi-absence de réseaux latéraux et étagés et la rareté de conduites forcées, expriment un creusement “rapide” par des écoulements concentrés à surface libre en présence d’un puissant gradient hydraulique.

46(2) De - 807 m à la zone noyée, on relève un changement d’orientation général des galeries ; celles-ci se calquent sur des failles de distension, de direction subméridienne (NNE-SSW). Le réseau moins déclive présente trois niveaux horizontaux bien marqués : les méandres Manuel Morales et de Tolox ainsi que la zone noyée actuelle. Cette moindre déclivité pourrait être liée à la proximité de la zone noyée de las Nieves, voire à d’anciens niveaux de la zone noyée. En ce qui concerne le Méandre Tolox, sa morphologie en “trou de serrure” signifie clairement un agencement en deux temps : un creusement initial en zone noyée puis une incision par des écoulements à surface libre responsables à la fois du surcreusement méandriforme, du creusement du P40 basal et de la rampe terminale. Ce schéma d’évolution suppose un abaissement de près de 100 m de la zone noyée de las Nieves.

472. L’apport des remplissages souterrains : L’étude des formations stalagmitiques de la Sima GESM et leur datation isotopique permettent d’aborder le fonctionnement et l’évolution de cette cavité et de son environnement immédiat (Hoyos del Pilar) durant le Pléistocène moyen et supérieur.

48Deux formations stalagmitiques ont retenu notre attention. La première correspond à un plancher stalagmitique situé dans un méandre décapité qui parcoure la doline d’entrée. Ce plancher daté de 210 000 ans (Y. Quinif, CERAK) permet de définir la reconstitution suivante :

  • la Sima GESM fonctionnait en perte active au Pléistocène moyen, ce qui signifie que la structuration du système karstique “Sima GESM-Cueva de los Zarzalones” est antérieure à 210 000 ans ;
  • la situation aujourd’hui à l’air libre du méandre rend compte d’une phase d'arasement qui a décapité les anciens réseaux supérieurs de la sima ; phase d’érosion qui est postérieure à 210 000 ans.

49La seconde formation correspond à un plancher stalagmitique perché entre 0,6 et 1,2 m par rapport au fond actuel des méandres. Ce plancher qui scelle des niveaux à galets roulés, se développe à partir de 30 m de profondeur et se lit bien jusqu’au sommet du Pozo Manuel de la Torre. Ce dépôt, contemporain de l’épisode de réchauffement climatique éémien (120 000 ans), permet de faire ressortir les événements suivants :

  • l’absence de plancher éémien dans les trente premiers mètres de la cavité signifie que le réseau d’entrée de la sima n’absorbait plus les eaux de la dépression, et par conséquent que l’emboîtement des dolines était déjà amorcé dès cet Interglaciaire. Cet enfoncement du karst est, donc, compris entre 210 000 et 120 000 ans, soit durant la seconde moitié du Pléistocène moyen ;
  • la position aujourd’hui perchée de ce plancher rend compte d'un recreusement du dépôt et d’un surcreusement post-éémien du substratum. On peut rattacher cette phase d'incision aux épisodes froids du Pléistocène supérieur ; on retrouve, ici, le même schéma d’évolution que pour les cavités cutanées (supra). Parallèlement à cette phase d’incision souterraine, l'emboîtement des dolines dans le poljé s’est poursuivi comme tend à le confirmer la confluence, vers - 60 m, des eaux se perdant dans les ponors actuels des Hoyos del Pilar (To3 et To4).

503. Conclusions et réflexions sur l’évolution du karst contemporain de la Sima GESM : L’étude de la Sima GESM a permis de mettre en évidence l’existence d'un karst souterrain développé et caractérisé par un agencement extrêmement vertical. Ces traits associés aux caractères morphologiques de ses réseaux souterrains permettent d’affirmer que cette cavité s’est creusée de manière “rapide” en présence d’un puissant potentiel de karstification (énergie gravitaire et énergie hydrochimique). Par ailleurs, les datations isotopiques permettent d’avancer que ces conditions étaient réunies et que l’essentiel de la structure était réalisé bien avant le mi-Pléistocène moyen (210 000 ans). Le paléo-fonctionnement en ponor de cette sima permet également de fixer un agencement des anciens poljés franchement anté-210 000 ans.

51Depuis cette phase décisive d’agencement du karst souterrain, les modifications les plus importantes se sont réalisées aux deux extrémités de la cavité : dans la partie supérieure, du fait de l’enfoncement du karst qui a provoqué l’emboîtement des dolines et l’étagement des ponors ; dans la partie basale, du fait de l'abaissement du niveau piézométrique qui a entraîné un puissant surcreusement du paléo-drain de la zone noyée (Méandre Tolox). Il est assez tentant de vouloir associer ces deux évolutions, sinon entre-elles, du moins à une même cause générale qui serait la réaction du karst vis-à-vis des mouvements de surrection de la Dorsale. Nous ne disposons pas d’éléments suffisants qui permettent d’étayer et d’appuyer cette hypothèse.

Figure 9 : La Sima GESM.
1 : Site des planchers stalagmitiques datés.
f : Faille .f.c. : Faille compressive.

52Par ailleurs, les datations isotopiques nous ont permis de rattacher, aux épisodes froids de la seconde moitié du Pléistocène moyen et du Pléistocène supérieur, l’emboîtement du karst de surface, l’étagement des ponors et un surcreusement des conduits méandriformes. De ce fait, on peut se demander si ces épisodes périglaciaires sont une cause suffisante pouvant provoquer l’enfoncement du karst, ou si ces épisodes ont fourni l’énergie hydrochimique nécessaire à l’enfoncement du karst, dont la cause première serait la préexistence ou l’augmentation du potentiel de karstification (gradient hydraulique).

Figure 10 : (ci-contre) Exempte de cavités verticales décapitées par la surfacetopographique.

Figure 11 : (en haut) Evolution schématique d’une cavité éventrée : Exemple de la cavité Enamorados-Gazpacho. 3 : Situation actuelle.
1 et 2 : Reconstitution hypothétique de la cavité et de son environnement.

C. Les cavités recoupées par les versants

53Sur les flancs du relief à buttes et des vallons du plateau sommital de las Nieves, s’ouvrent d’autres types de cavités porteuses d’informations karstogéniques. On discerne deux grandes familles de cavités recoupées par la surface topographique : de vastes puits et de vieux réseaux subhorizontaux totalement éventrés.

541. Les monopuits et les cavités verticales décapitées : Ces puits s’ouvrent, en général, soit sur les haut-versants des buttes, soit sur les replats suspendus au-dessus des vallons en V (talweg des anciens vallons en U) ; c’est-à-dire en position toujours perchée au-dessus du fond des vallons et des dépressions actuelles. Les simas Honda (To 10), de los Enamorados, To33, du Peñon de Ronda et de las Palomas, pour ne citer que les plus importantes, se profilent en de vastes monopuits respectivement de 113, 75, 25, 20 et 56 m de profondeur (fig. 10). Des coulées stalagmitiques séniles recouvrent fréquemment les parois de ces puits ; par ailleurs, on rencontre souvent, à l’extérieur et à proximité des lèvres du puits, des massifs stalagmitiques.

55Ces puits correspondent à des tronçons de vieilles cavités verticales qui ont été recoupées par la surface topographique ; les édifices stalagmitiques proches de ces puits sont les témoins résiduels des anciens réseaux souterrains (réseau amont ou affluent). La morphologie et la disposition d’ensemble de ces cavités rendent compte de l’évolution suivante :

  • l’agencement de ces réseaux n’a pu se réaliser qu’en présence d’un potentiel de karstification responsable d’une verticalisation du karst souterrain ;
  • ces réseaux ont été ensuite recoupés par les versants régularisés de facture périglaciaire se raccordant aux vallons en V et aux dépressions karstiques. Depuis leur recoupement, un bon nombre de ces gouffres ont fonctionné en piège à neige ;
  • leur situation systématiquement perchée par rapport aux dépressions karstiques dans lesquelles s’étagent les ponors inactifs et fonctionnels (supra), révèle l’ancienneté de ces réseaux souterrains verticaux. Cette vieille phase de karstification souterraine est précédée par un épisode plus ancien comme en témoigne l’existence de vieux réseaux souterrains totalement éventrés.

562. Les témoins de vieux réseaux souterrains subhorizontaux : Des éléments d’anciens réseaux souterrains totalement éventrés ou décapités par les ravins et versants ont été découverts sur la Sierra de las Nieves. Ils se manifestent par la présence à la surface d’édifices stalagmitiques soit isolés, soit disposés en chapelet sur plusieurs dizaines de mètres.

57Plus de trente cavités, présentant ces caractères, ont été répertoriées ; elles se situent pratiquement toutes autour de 1700 m d’altitude sur le plateau sommital. La cavité la plus instructive est celle qui se situe sur la ligne de crête prolongeant au NNE le Tajo de los Enamorados (fig. 11). Ce paléo-réseau souterrain permet de mettre en évidence une importante inversion de relief provoquée par le creusement des profondes gorges des Cuestas del Gazpacho et de los Hornillos. Cette cavité est donc le témoin d’une vieille phase de karstification antérieure à l’incision du réseau hydrographique et à la verticalisation de l’endokarst. Elle montre, d’ailleurs, un début d’adaptation à de nouvelles conditions de karstification avec la présence de deux puits verticaux qui ont été postérieurement recoupés par la surface topographique.

583. Les apports morphogéniques des cavités recoupées : La découverte, le repérage et l’étude des paléo-cavités recoupées nous ont permis de révéler l’existence de vieilles phases de karstification. On distingue au moins deux grandes étapes :

59(1) Une première phase de karstification, antérieure à l’existence d’un important gradient hydraulique ; elle se caractérise par l’agencement de réseaux sub-horizontaux se situant pratiquement tous à un même niveau altimétrique (± 1700 m sur le plateau sommital). Si on compare la répartition de ces cavités et la distribution des principaux accidents tectoniques (fig. 12), on constate que ces paléo-cavités s’agencent essentiellement en fonction de deux directions qui correspondent aux axes 1 et 2 (NW-SE et NE-SW). On peut déduire de cette observation deux hypothèses : soit, les axes 3, 4, et 5 sont sans incidence sur la karstification souterraine ; soit, ces axes sont postérieurs au creusement de ces cavités. Si on confronte cette répartition avec celle des phénomènes souterrains plus récents comme la Sima GESM, on relève que l’axe 5 qui n’influence guère les paléo-cavités, joue un rôle important dans l’organisation des cavités plus récentes ; or, cet axe 5, d’orientation subméridienne est rattaché aux accidents contemporains de la tectonique distensive et du soulèvement généralisé de la serranía (BOURGOIS, 1981). Ce constat permet de suggérer un agencement de ces paléo-cavités antérieur à cette phase distensive qui a débuté à la charnière mio-pliocène et s’est prolongé jusqu’au Plio-Pléistocène. Ces réseaux ont été postérieurement recoupés par l’enfoncement du réseau hydrographique et du karst superficiel.

60(2) Une seconde phase de karstification contemporaine et/ou consécutive du développement du potentiel de karstification commandé, soit par un abaissement du niveau de base, soit par un soulèvement de la Dorsale. Cette nouvelle étape se caractérise par des cavités au développement vertical. Ces réseaux, par leur situation toujours perchés par rapport aux vallons en V et aux dépressions karstiques, sont assurément antérieurs aux phases d’enfoncement du réseau hydrographique et du karst superficiel.

D. La contribution morphogénique de l’endokarst de las Nieves

61L’étude de l’endokarst et des paléo-cavités de la Sierra de las Nieves a permis de discerner différentes phases de karstification.

62- La sierra a, tout d’abord, connu une vieille phase de karstification, vraisemblablement antérieure au soulèvement d’ensemble de la serranía qui a débuté à la charnière mio-pliocène. Les témoins de cet ancien épisode seraient les vieux réseaux horizontaux décapités. Leur développement sub-horizontal et leur subégalité altitudinale (dans des contextes structuraux différents) suggèrent une phase de karstification souterraine en présence d’un faible gradient hydraulique.

63- La sierra a connu une nouvelle phase de karstification caractérisée, cette fois, par l’agencement de cavités verticales. Cette nouvelle organisation de l’endokarst suppose l’existence de nouvelles conditions paléogéographiques et notamment d’un gradient gravitaire. Celui-ci a pu être provoqué, soit par un abaissement du niveau de base régional (“crise messinienne” en Méditerranée ?), soit par la surrection d’ensemble des zones internes bétiques. La présence de ces réseaux verticaux tant sur le versant nord-occidental, dépendant du bassin de Ronda, que sur le versant méditerranéen accréditerait plus l’influence du soulèvement généralisé de la serranía que l’effet de la “crise messinienne” qui est restée limitée à la seule mer d’Alboran. Quel que fut le moteur, ces paléo-cavités verticales sont les témoins d’un épisode de karstification antérieur aux phases d’enfoncement du karst superficiel (poljés) et du réseau hydrographique de surface (vallons en V).

Figure 12 : Comparaison des directions des axes de fractures et des cavités éventrées.

64- C’est au niveau des dépressions karstiques qu’on rencontre les cavités les plus récentes. La Sima GESM rend compte de l’existence d’un karst souterrain vertical bien structuré. La datation des spéléothèmes permet de savoir que l’essentiel du creusement de cette cavité était réalisé bien avant le milieu du Pléistocène moyen (210 000 ans). Cela signifie que le développement du gradient hydraulique responsable de la verticalisation du karst souterrain et les conditions morpho-dynamiques ayant entraîné l’enfoncement du réseau hydrographique seraient, pour l’essentiel, antérieurs au Pléistocène moyen.

65- Lors de la seconde moitié du Pléistocène moyen et durant le Pléistocène récent, nous avons pu mettre en valeur un enfoncement des dépressions karstiques qui a eu pour effet de percher les paléo-ponors.

66- L’étude des pertes actives et des cavités de soutirage nous a permis de mettre en évidence un épisode de colmatage fini et tardi-Pléistocène quasi-général des cavités cutanées.

67- L’érosion et l’incision des formations superficielles, déclenchées par les activités anthropiques, est à l’origine du débourrage actuel du karst qui se caractérise par la multiplication des cavités de soutirage et la réactivation des paléo-pertes.

68Ce schéma évolutif du karst de las Nieves doit être maintenant confronté à l’évolution du modelé superficiel du plateau sommital et des piémonts de la Sierra de las Nieves.

IV. LES GRANDS CARACTERES MORPHOLOGIQUES DES PIEMONTS DE LA SIERRA DE LAS NIEVES

69L’étude des piémonts de la Sierra de las Nieves se subdivisent en deux grands domaines morphogéniques complémentaires :

70- le piémont nord-occidental dépendant des bassins de Ronda et d'Antequera-Ardales ;

71- les retombées dépendantes de la Méditerranée.

72L’étude du semi-poljé de la Nava et des travertins de Tolox vont nous permettre de saisir le comportement différencié de ces deux domaines.

A. Le piémont nord-occidental : Etude des Llanos de la Nava

73Le piémont nord-occidental de la Sierra de las Nieves se caractérise par une vaste dépression karstique, les Llanos de la Nava, et, en direction du bassin de Ronda, par un modelé d’ensemble peu disséqué rappelant la topographie à buttes du plateau sommital de las Nieves (LHÉNAFF, 1977, 1986 ; DELANNOY, 1984, 1988).

74Situés en contrebas de la faille de las Turquillas-Río Verde, les Llanos de la Nava (1050 m) se développent au coeur du synclinal couché de las Nieves-Nava. Cette vaste dépres sion est perchée au-dessus des bassins de Ronda (700 m), de la dépression du río Genal (600 m) et de la vallée du río Verde (700 m), et se situe dans la zone de partage des eaux entre le río Guadiaro (bassin de Ronda) et les ríos méditerranéens Genal et Verde.

75Le semi-poljé de la Nava présente un double drainage (fig. 13) :

76- un drainage tourné vers le karst dont l’exutoire est le manantial d’Igualera ;

77- un drainage superficiel temporaire. Celui-ci s’organise essentiellement en direction du bassin de Ronda (arroyo de las Carboneras).

78Deux hypothèses sont envisageables pour définir la mise en place de ce double drainage. La première suppose un fonctionnement karstique du poljé qui aurait été postérieurement éventré par l’arroyo de las Carboneras (LHENAFF, 1977). La seconde suppose un recoupement par le karst d’un réseau hydrographique antérieurement tourné vers le bassin de Ronda.

79Plusieurs faits semblent privilégier la seconde hypothèse. L’incision de l’arroyo de las Carboneras qui recoupe les reliefs calcaires limitant au nord la dépression, n’a pu se réaliser qu’en présence d’un flux hydraulique provenant du semi-poljé ; flux qui n’a pu se développer qu’en l’absence d’un système karstique structuré tel celui qui conduit les eaux du poljé vers le manantial d’Igualera. Par ailleurs, on relève, 1,5 km en amont de l’arroyo de las Carboneras, l’existence d’un profond goulet (arroyo de la Fuenfria) qui recoupe les reliefs de l’Alcojona-Cascajares (flanc inverse du synclinal couché de la Nava). Or, si un tel torrent a eu l’énergie nécessaire pour recouper transversalement cette barre de marbres et de dolomies, on peut s’étonner qu’il n’ait pas incisé vers l’aval le plancher du poljé (brèches de la Nava) pour se raccorder à la proche “gorge” de las Carboneras ; au contraire, on constate qu’au débouché de ce goulet, l'arroyo de Fuenfria se perd dans le poljé de la Nava. Ces quelques observations semblent indiquer qu’on a ici un net recoupement par le plancher du poljé d’un réseau hydrographique initial d’orientation S-N (Fuenfria-Carboneras) dépendant du bassin de Ronda.

80Il apparaît donc que les Llanos de la Nava se caractérise par une longue évolution morphologique commandée successivement par le bassin de Ronda puis par la proximité de la Méditerranée ; enchaînement qui s’est traduit, dans un premier temps, par la mise en place d’un réseau hydrographique de surface tourné vers le bassin de Ronda, puis par un développement karstique commandé par le río méditerranéen Genal. Le réseau hydrographique initial peut être ici relié, soit à une antécédence commandée par le proche niveau marin miocène du bassin de Ronda, soit à une surimposition de ce réseau hydrographique sur la “surface fondamentale messinienne” (LHENAFF, 1971) basculée vers le nord, en direction du bassin de Ronda (mouvements post-messiniens). La mise en place du drainage karstique de la Nava a été, pour sa part, provoquée par l’incision et la suprématie du río Genal dépendant de la Méditerranée. Cette suprématie peut trouver une explication lorsque l’on sait que les mouvements tectoniques qui ont porté le Pliocène marin de la Hoya de Malaga a plus de 650 m, ont contribué à l’accélération du creusement fluviatile méditerranéen, alors que c’est seulement durant cette même période que le réseau hydrographique du bassin de Ronda commence à s’inciser dans le matériel molassique miocène.

Figure 13 : Le semi-poljé des Llanos de la Nava. Légende du carton : 1 : Zone externe. 2 : Péridotites alpujarrides. 3 : Dorsale bétique. 4 : Brèche de la Nava. 5 : Faille et chevauchement. 6 : Escarpement de chevauchement. 7 : Crêt et barre. 8 : Escarpement d’érosion. 9 : Crête de recoupement des versants. 10 : Croupe. 11 : Gorges. 12 : Doline. 13 : Plancher karstique et hum.
14 : Ponor.
Légende de la coupe : 1 : Crétacé pénibétique (Z. Externes). 2 : Flysch. 3 : Dolomies triasiques de la Dorsale. 4 : Calcaires rhétio-liasiques. 5 : Calcaires en plaquettes et marnes jurassico-éocènes.
6 : Brèche de la Nava. 7 : Péridotites alpujarrides

B. La retombée sud-orientale : les travertins de Tolox

81Dans la région de Tolox sourdent les sources du Piconcillo (440-400 m, vallée de los Horcajos) et la Fuente Armagosa (380 m, source thermale de Tolox), qui se situent à proximité du contact de la Dorsale et des péridotites. Ces sources d’origine géothermales se caractérisent par une forte minéralisation qui s’exprime dans le paysage par des accumulations travertineuses (les tables de Tolox). La retombée orientale et méridionale de la Sierra de las Nieves diffère totalement du piémont NW : il se caractérise par de profondes entailles fluviatiles se raccordant, soit directement à la Méditerranée, soit à la Hoya de Malaga. La définition des différentes étapes d’enfoncement du réseau hydrographique méditerranéen est capitale dans la compréhension karstogénique du plateau sommital de las Nieves. L’étude des formations travertineuses de Tolox nous permet d’aborder quelques-unes de ces étapes.

82A l’amont de Tolox, dans le talweg du río de los Horcajos se développe un important système de travertins composé de trois tables étagées (440, 385, 378 m) et perchés au-dessus du talweg actuel (370 m) (fig. 14). Ce système est lié aux sources géothermales de Piconcillo qui émergent le long du contact anormal Dorsale bétique/péridotites alpujarrides. La datation de ces différentes formations donne un âge anté-350 000 ans pour les deux tables supérieures et 105 000 ans pour l’édifice inférieur (DELANNOY et GUENDON, 1986, 1987, 1989).

83L’étude des formations travertineuses de Tolox permet de mettre en avant les faits morphologiques suivants :

84- la position des deux plateformes supérieures (toutes deux antérieures à 350 000 ans) soulignent le caractère évolué de la vallée de los Horcajos dès le Pléistocène moyen ; ce qui signifie que l’essentiel de l’enfoncement du réseau hydrographique méditerranéen est clairement antérieur au Pléistocène moyen. On sait qu’en dehors des mouvements post-messiniens (charnière mio-pliocène) qui ont contribué à la déformation de la surface fondamentale (basculement) et à un exhaussement des zones internes bétiques, la serranía a connu une puissante surrection d’ensemble postérieure au Pliocène marin de la Hoya de Malaga. C’est vraisemblablement durant et suite à cette phase tectonique ainsi qu’à la régression marine contemporaine de cet épisode que s’est profondément encaissé le réseau hydrographique méditerranéen ;

85- l’encaissement progressif du río de los Horcajos, mis en évidence par Tétagement des travertins inférieurs, pourrait être l’expression du mouvement de surrection de la Dorsale qui s’est prolongé jusqu’au Pléistocène supérieur (BOURGOIS, 1978). Il ne faut pas négliger l’influence des variations climatiques pléistocènes, notamment des épisodes froids. L’étude de l’étagement des tables de Tolox montre que les phases d’entaille fluviatile correspondent aux épisodes froids (DELANNOY et GUENDON, 1986, 1987, 1989) ; la fusion du manteau nival du plateau sommital de las Nieves ayant été à l’origine d’un potentiel hydrologique accru et d’un surplus énergétique. Les optima climatiques semblent, pour leur part, se traduire par des écoulements moins turbides n’ayant pas contrarié la construction travertineuse liée aux sources géothermales du Piconcillo.

C. Conclusions

86Le piémont nord-occidental dépendant des bassins de Ronda-Antequera se caractérise par un réseau hydrographique peu évolué alors qu’au contraire les retombées méditerranéennes sont fortement incisées. Cette différence de comportement met en avant le caractère déterminant de la proximité du niveau de base méditerranéen dans l’évolution des piémonts. Cette proximité est, entre autre, responsable du caractère évolué du réseau hydrographique dépendant directement de la Méditerranée (ríos Verde et Genal) ou de la Hoya de Malaga (río Grande). L’encaissement de ces ríos, en provoquant le développement du potentiel de karstification (gradient hydraulique) a contribué à l’organisation des structures de drainage karstique vers les vallées méditerranéennes (organisation hydrogéologique) et à la capture de cours d’eau initialement rattachés aux bassins septentrionaux (Ronda, Antequera) comme en témoigne l’évolution des Llanos de la Nava. L’étude des travertins de Tolox a permis de mettre en évidence que l’essentiel de l’encaissement du réseau hydrographique méditerranéen apparaît antérieur au Pléistocène moyen.

Figure 14 : Les tables étagées de travertins de Tolox. 1 : Dorsale Bétique-dolomies. 2 : Péridotites alpujarrides. A-A : Ancien talweg du río de los Horcajos. 3 : Terrasses alluviales. 4 : Plateforme travertineuse supérieure. B-B : Ancien talweg, emboîté dans A-A. 5 : Brèches de pente contenant des blocs du travertin supérieur. 6 : Table intermédiaire. C-C : Talweg inférieur emboîté. 7 : Terrasse inférieure. 8 : Tables inférieures. 9 : Croûte calcaire ; Source actuelle du Piconcillo ; Site des échantillons datés.

CONCLUSIONS GENERALES : EVOLUTION MORPHOLOGIQUE DE LA SIERRA DE LAS NIEVES

87L’analyse des paysages qu’ils soient karstiques, fluviatiles ou polygéniques a permis de mettre en valeur une longue évolution morphologique, dont l’originalité résulte de la position de cette sierra entre deux niveaux de base régionaux : le bassin de Ronda et la Méditerranée.

88Après les phases tectoniques responsables de la structuration des zones internes et de leur chevauchement sur les zones externes bétiques, une importante phase distensive (fini-Burdigalien, Tortonien inférieur) est responsable de l’ouverture de la mer d'Alboran et de l’individualisation du bassin de Ronda qui sont, tous deux, envahis plus ou moins précocement par la mer miocène (BOURGOIS, 1978).

89L'étude du bassin de Ronda (LHENAFF, 1977) ainsi que du piémont occidental de las Nieves (DELANNOY, 1991) met en évidence l’agencement d’une surface d’aplanissement plus ou moins parfaite qui, au fur et à mesure qu’on s’éloigne de la dépression de Ronda, passe à un paysage fortement émoussé : la “surface fondamentale messinienne”. La continuité topographique qui existe entre les surfaces bordant cette dépression et les reliefs émoussés, permet avec précaution de délimiter l’étendue de cette surface et la zone d’influence du bassin de Ronda. Celle-ci remontait jusqu’à la bordure nord-occidentale de la Dorsale bétique. C’est probablement à cette phase d’évolution qu’on doit la subégalité altitudinale et la lourdeur des reliefs sommitaux ainsi que les topographies fortement émoussées du plateau sommital et de son piémont NW.

90L’agencement du relief à buttes et à larges vallons en U est sans doute consécutif, voire synchrone, à la “surface fondamentale messinienne”. Quoi qu’il en soit, cette topographie, qu’on retrouve à la fois sur le plateau sommital et son piémont nord-occidental, est assurément antérieure à la surrection post-messinienne de la serranía (charnière mio-pliocène). En effet, comme nous l’avons souligné, la morphologie très ouverte des vallons en U et leur faible déclivité longitudinale signifient la relative proximité altimétrique du niveau de base régional. Il en est vraisemblablement de même pour les paléo-cavités subhorizontales de las Nieves aujourd’hui à l’air libre. La genèse de ces réseaux souterrains aujourd’hui perchés à plus de 1200 m au-dessus du niveau de base actuel est assurément antérieure à la tectonique post-messinienne responsable du soulèvement d’ensemble de la serranía. De plus, l’organisation de ces cavités exclusivement en fonction de la fracturation liée aux phases tectoniques tangentielles (NE-SW et NW-SE) permet de fixer leur agencement avant les mouvements tectoniques de la charnière mio-pliocène qui ont provoqué une fracturation de direction subméridienne.

91La tectonique post-messinienne (charnière mio-pliocène), responsable du soulèvement généralisé de la serranía et plus particulièrement des zones internes, a provoqué le basculement de la paléo-morphologie de las Nieves. De part et d’autre de l’accident de las Turquillas-río Verde, on relève une déformation différenciée ; à l’W, la surface fondamentale s’abaisse vers le NW, en direction du bassin de Ronda, alors qu’à 1Έ de cet accident, le basculement s’est effectué vers le NE en direction de l’ensellement de El Burgo-Yunquera.

92Ces gauchissements de la surface, conjugués au soulèvement d’ensemble, a contribué à une nouvelle organisation du réseau hydrographique se dirigeant, soit vers le bassin de Ronda-río Guadiaro, soit vers El Burgo-río Turón, soit vers Yunquera-Hoya de Malaga. Néanmoins, cet épisode n’a, semble-t-il, pas provoqué un encaissement important du réseau hydrographique périphérique qui entaille les piémonts de la Sierra de las Nieves. En effet, le bassin de Ronda, d’une part, isolé de son ancienne aire maritime atlantique mais pas encore influencé par la Méditerranée (via le Guadiaro) soumise à la transgression pliocène et, d’autre part, situé à la limite du partage des eaux entre les domaines atlantique et méditerranéen, a connu durant le Pliocène une longue période hydrographique d’attente (DELANNOY, 1991) ; ce comportement s’est sans doute répercuté en amont et, notamment, pour les cours d’eau se raccordant à ce bassin. Par ailleurs, dans le Hoya de Malaga, la transgression pliocène a vraisemblablement limité l’enfoncement du réseau hydrographique.

93Sur la sierra, les incidences de cet épisode tectonique sont importantes. Le soulèvement de la Dorsale a entraîné la verticalisation de l’endokarst comme en témoignent les paléo-cavités verticales recoupées par la surface topographique ainsi qu’une première phase d’entaille du plateau sommital caractérisée par les larges vallons en V ; vallons qui surcreusent, voire recoupent les paléo-vallons en U. La présence de paléo-cavités verticales sur les replats (anciens fonds de vallons en U) dominant les larges vallons en V met en évidence l’adaptation plus rapide du karst que du creusement fluviatile par rapport aux nouvelles conditions paléogéographiques engendrées par le soulèvement ; cela peut s’expliquer par le fait que l’incision des vallons en V, s’étant réalisée par érosion régressive, a affecté plus tardivement le plateau sommital de las Nieves. Ces vallons ont recoupé les paléo-cavités sub-horizontales. C’est durant cet épisode que se sont agencés, dans la zone centrale de las Nieves, les poljés initiaux.

94La fin du Pliocène et la charnière plio-pléistocène constituent une phase capitale dans l’évolution morphologique de la Sierra de las Nieves et de ses piémonts. Cette période se marque, en effet, à la fois par un épisode tectonique qui a porté à 650 m d’altitude les sédiments marins pliocènes de la Hoya de Malaga, par une régression marine et par une modification climatique. C’est à cette dynamique d’ensemble que nous attribuons le puissant enfoncement du réseau hydrographique et du karst souterrain de las Nieves. Cette période charnière est, enfin, à l’origine de la suprématie du réseau hydrographique directement dépendant de la Méditerranée ou de la Hoya de Malaga, qui est responsable de la puissante dissection des retombées orientales et méridionales de las Nieves et d’une organisation du drainage karstique exclusivement tourné vers ces cours d'eau (ríos Genal, Verde et Grande). L’encaissement du réseau hydrographique méditerranéen a, en effet, engendré un puissant gradient hydraulique qui a entraîné une seconde phase de verticalisation du karst ; cette phase s’est marquée par l’abaissement des poljés et le creusement rapide de profondes cavités verticales (type Sima GESM).

95L’agencement de structures de drainage karstique a provoqué la “capture” des eaux de surface du plateau sommital au profit du karst souterrain (creusement des conduits), mais également au profit des cours d’eau périphériques où sourdent les émergences karstiques de las Nieves ; cette perte hydraulique des écoulements de surface peut expliquer leur modeste entaille fluviatile sur le plateau sommital ainsi que la conservation de la topographie polygénique en grande partie héritée de l’évolution néogène. Sur les piémonts occidental et septentrional de las Nieves, la topographie à buttes et larges vallons a, également, été épargnée par l’érosion fluviatile du fait, soit d’un fonctionnement karstique, soit d’une capture des écoulements de surface par le réseau méditerranéen, via le karst (río Genal-Llanos de la Nava). Par contre, sur les retombées méditerranéennes, le fort gradient gravitaire a entraîné leur puissante dissection par les cours d’eau périphériques. Cette importante dissection s’est traduite par un recul des escarpements bordant le plateau sommital qui a mis à jour de vieilles cavités subhorizontales.

96L’étude des travertins de Tolox et des spéléothèmes de la Sima GESM et leur calage chronologique permettent de souligner que l’essentiel de l’enfoncement du réseau hydrographique et de la structuration du karst est antérieure au Pléistocène moyen ; ce qui souligne l’importance morphologique de la période fini-Pliocène et Pléistocène inférieur.

97Cette évolution morphologique, essentiellement commandée par la tectonique et l’environnement paléogéographique (proximité du niveau de base méditerranéen), a été vraisemblablement facilité par les conditions climatiques pléistocènes qui ont fourni l’énergie hydrochimique nécessaire au creusement et à l’enfoncement du karst (eaux de fusion nivale). L’étude du karst de surface et de l’endokarst a permis de mettre en évidence, durant le Pléistocène moyen et supérieur, un enfoncement du karst. Celui-ci s’est marqué, d’une part, par un emboîtement des dépressions dans les poljés “initiaux” qui a entraîné un étagement des ponors et, d’autre part, par un surcreusement des conduits souterrains (perchement des planchers stalagmitiques).

98Enfin, l’étude des pertes karstiques actuelles et des cavités de soutirage a permis de mettre en évidence un épisode de colmatage des cavités se situant sur les bas-versants des vallons en V et des buttes du plateau sommital. Ce colmatage, provoqué par la solifluxion des colluvions argilo-siliceux, a pu être rattaché au fini et/ou tardi-Pléistocène supérieur.

99Les déséquilibres écologiques dus aux activités anthropiques sont responsables d’une vigoureuse érosion des formations meubles superficielles (ravines) et incidemment du débourrage du karst comme en témoignent la réactivation des cavités colmatées et la multiplication des soutirages sur le plateau sommital.

Bibliographie

BIBLIOGRAPHIE

BOURGOIS J., 1978. La transversale de Ronda. Données géologiques pour un modèle d’évolution de l’arc de Gibraltar. Thèse. Ann. Sc. Un. de Besançon, Géologie, 445 p.

CADET J.P., FOURNIGUET J., GIGOUT M., GUILLEMIN M., PIERRE G., 1978. La néotectonique des littoraux de l’Arc de Gibraltar et des pourtours de la mer d’Alboran. Quaternaria, p. 185-201.

DELANNOY J.-J. et GUENDON J.L., 1986. La Sierra de las Nieves (Malaga). La Sima GESM. Karstologia Mémoires, no 1, p. 71-85

DELANNOY J.-J., 1987. Inventaire biogéographique des espaces naturels d’Andalousie : La Serrania de Grazalema et la Sierra de las Nieves. Casa de Velazquez-Agenda de Medio Ambiente de la Junta de Andalucia, p. 50.

DELANNOY J.-J., DIAZ DEL OLMO F. & PULIDO BOSH G.A., 1989. Libro-guida de la Reunion franco-espanola sobre los karsts mediterraneos de Andalucia occidental.

DIAZ DEL OLMO F. & DELANNOY J.-J., 1989. Cordilleras beticas : el subbetico y las zonas internas. El karst en España, Monograpfia num. 4 de la S.E.G.

DURAN DELGA M., 1980. La Méditerranée occidentale : étapes de sa genèse et problèmes structuraux liés à celle-ci.. Livre Jubilaire Soc. Géol. Fr., Mém. h.s. no 10, p. 203-224.

GIGOUT M., CADET J. P., FOURNIGUET J., GUILLEMIN M., PIERRE G., 1977. L’histoire tectonique récente de l’Arc de Gibraltar et des bordures de la mer d’Alboran : la chronolgie du Quaternaire. Bull. Soc. Géol. Fr., 7, t. 19, no 3, p. 575-614.

LHENAFF R., 1986. Les grands poljés des Cordillères Bétiques andalouses et leurs rapports avec l’organisation endokarstique. Karstologia Mémoires, no 1, p. 101-112.

LHENAFF R., 1978. Poljés et structures charriées : Quelques exemples dans les Cordillères Bétiques (Espagne). Rev.Géogr. Alpine, no 2 et 3, 1978.

Table des illustrations

Légende Figure 1 : Carte de localisation de la Sierra de las Nieves. 1 : Limite du Parc Naturel de las Nieves.. 2 : Emergences karstiques. (1) : Emergence de Zarzalones-Río Grande. (2) : Emergence du Río Verde. (3) : Sources del Piconcillo.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 334k
Légende Figure 2 : Coupes géologiques de la Sierra de las Nieves. 1 : Brèche de la Nava. 2 : Calcaires en plaquettes et cargneules jurassiques. 3 : Dolomies triasiques. 4 : Métamorphisme de contact. 5 : Flysch. 6 : Crétacé des Zones Externes Bétiques. 7 : Péridotites alpujarrides. 8 : Unité malaguide.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 129k
Légende Figure 3 :Carte géo-morphologique du plateau sommitial de las Nieves.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 678k
Légende Figure 4 :Coupe synthétique d'une dépression fermée de las Nieves.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 100k
Légende Figure 5 : Eléments morpho-karstiques de la Sierra de las Nieves. 1 : Calcaires en plaquettes. 2 : Calcaires à silex. 3 : Calcaires massifs. 4 : Marnes schisteuses. 5 : Colluvions argilo-siliceux. 6 : Altérite argilo-siliceuse. 7 : Concrétions. A : Ponor fonctionnel. B : Ponor perché. C : Gouffre décapité. D : Racines d’altération. E : Cavité horizontale éventrée. F : Lapiés exhumés. G : Lapiés aiguisés.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 140k
Légende Figure 6 : Evolution schématique du relief à buttes de la Sierra de las Nieves.1 : Situation initiale.2 : Situation intermédiaire.3 : Situation actuelle.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 269k
Légende Figure 7 :Evolution schématique des vallons en U, en V et à fond plat.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 137k
Légende Figure 8 : Site et évolution des cavités cutanées de la Sierra de las Nieves :Exemple du “Système Calabaza-Búho-3 J".
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 189k
Légende Figure 9 : La Sima GESM.1 : Site des planchers stalagmitiques datés.f : Faille .f.c. : Faille compressive.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 236k
Légende Figure 10 : (ci-contre) Exempte de cavités verticales décapitées par la surfacetopographique.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 70k
Légende Figure 11 : (en haut) Evolution schématique d’une cavité éventrée : Exemple de la cavité Enamorados-Gazpacho. 3 : Situation actuelle.1 et 2 : Reconstitution hypothétique de la cavité et de son environnement.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 166k
Légende Figure 12 : Comparaison des directions des axes de fractures et des cavités éventrées.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 71k
Légende Figure 13 : Le semi-poljé des Llanos de la Nava. Légende du carton : 1 : Zone externe. 2 : Péridotites alpujarrides. 3 : Dorsale bétique. 4 : Brèche de la Nava. 5 : Faille et chevauchement. 6 : Escarpement de chevauchement. 7 : Crêt et barre. 8 : Escarpement d’érosion. 9 : Crête de recoupement des versants. 10 : Croupe. 11 : Gorges. 12 : Doline. 13 : Plancher karstique et hum.14 : Ponor.Légende de la coupe : 1 : Crétacé pénibétique (Z. Externes). 2 : Flysch. 3 : Dolomies triasiques de la Dorsale. 4 : Calcaires rhétio-liasiques. 5 : Calcaires en plaquettes et marnes jurassico-éocènes.6 : Brèche de la Nava. 7 : Péridotites alpujarrides
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 467k
Légende Figure 14 : Les tables étagées de travertins de Tolox. 1 : Dorsale Bétique-dolomies. 2 : Péridotites alpujarrides. A-A : Ancien talweg du río de los Horcajos. 3 : Terrasses alluviales. 4 : Plateforme travertineuse supérieure. B-B : Ancien talweg, emboîté dans A-A. 5 : Brèches de pente contenant des blocs du travertin supérieur. 6 : Table intermédiaire. C-C : Talweg inférieur emboîté. 7 : Terrasse inférieure. 8 : Tables inférieures. 9 : Croûte calcaire ; Source actuelle du Piconcillo ; Site des échantillons datés.
URL http://books.openedition.org/pub/docannexe/image/10880/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 162k

Auteur

U.R.A. No 903 du CNRS et Institut de Géographie Alpine
17 rue M. Gignoux, 38031 Grenoble Cédex (Fr.)

© Presses Universitaires de Bordeaux, 1992

Conditions d’utilisation : http://www.openedition.org/6540